1. Як уже підкреслювалось, в будові океанічного ложа виділяють два головних елементи: серединно-океанічні рухомі пояси, виражені великими підняттями (хребтами) і океанічні плити (платформи).    Серединно-океанічні хребти - єдина планетарна система великих піднять протяжністю понад 60 тис.км, шириною від 0,5 до 2 тис.км і висотою над абісальними рівнинами до 3-4км, яка проходить через усі океани, займаючи близько 1/3 поверхні дна. Осьові зони хребтів виражені рифтами - вузькими (25-30 км) долинами із стрімкими обривистими бортами. Вони характеризуються підвищеною тектонічною активністю (особливо вздовж осьової зони), високими значеннями теплового потоку, значною сейсмічністю, базальтовим магматизмом та іншими ознаками. Вздовж осі рифту звичайно спостерігається невисоке поздовжнє підняття, утворене молодими базальтовими виверженнями, ближче до бортів часто розміщуються гарячі джерела (гідротерми). Впоперек хребти пересікаються численними так званими трансформними розломами, по яких відбуваються горизонтальні зміщення осьових рифтів серединних хребтів іноді на сотні кілометрів. Найбільші з розломів (магістральні) пересікають не тільки серединні хребти, але й суміжні плити і навіть продовжуються в межі прилягаючих континентів. На перетині серединних хребтів магістральними розломами часто утворюються великі вулканічні споруди, що виступають вище поверхні океану. Такими спорудами є о. Ісландія, Азорські острови, острови Вознесіння, Св.Єлени, Трістан-да-Кунья в Атлантичному океані, о.Пасхи - в Тихому океані.    Основні території океанічного ложа зайняті океанічними плитами, які простягаються від підніжжя материкового схилу до серединних хребтів. Морфологічно плити виражені плоскими абісальними рівнинами, на яких виділяються окремі западини - котловини, розділені підняттями. Вказане добре ілюструється на прикладі Атлантичного океану, в якому по обидва боки від Серединно-Атлантичного хребта простягаються ланцюжки таких ізометричних котловин.    Кора океанічних котловин має типову для океанів будову, осадовий шар - це глибоководні органогенні мули або червона глина.    На фоні в цілому плоского рельєфу океанічних плит виділяються окремі підняття, серед яких розрізняють: гійоти (гайоти), тобто вулканічні конуси з еродованими вершинами (характерні для Тихого океану); лінійні вулканічні архіпелаги (наприклад, Гавайські острови у Тихому океані, Канарські - в Атлантичному); ізометричні овальні підняття (Бермудські острови, острови Зеленого Мису в Атлантиці, Крозе - в Індійському океані) також вулканічного походження і мікроконтиненти - підводні плато, або острови з континентальною корою (типові приклади: Фолклендські острови, плато Рокол в Атлантиці, Сейшельські острови в Індійському океані, Новозеландський архіпелаг у Тихому та хребет Ломоносова в Північному Льодовитому океанах).    Поряд із описом основних структурних елементів ложа океанів, які розвиваються на океанічній корі, доцільно коротко охарактеризувати структури підводних окраїн континентів, які хоча й володіють корою континентального чи перехідного типів, проте у своєму розвитку тісно пов'язані з еволюцією океанів.    Підводні окраїни континентів займають 23% загальної площі океанів. За будовою та історією розвитку вони поділяються на два типи: пасивні і активні окраїни, ∙м відповідають два типи океанічних узбереж - атлантичний і тихоокеанський.    Пасивні окраїни властиві для більшої частини Атлантичного, Індійського і Північного Льодовитого океанів. Ці окраїни практично асейсмічні (хоча відомі й винятки із правила - наприклад, катастрофічний Лісабонський землетрус на східному узбережжі Атлантики), для них не характерні вулканічні явища, тому вони й названі пасивними. У їх поперечному профілі розрізняють три головні морфологічні елементи: плоский шельф до глибини 200-500м, крутий континентальний схил, до глибини 2,5-3,5 км і пологе континентальне підніжжя, до глибини 4,0-4,5 км. Шельф підстеляється нормальною континентальною корою, яка з глибиною поступово потоншується і вже у нижній частині схилу та під континентальним підніжжям складає всього 15-20 км, тобто спостерігається виклинювання. Різновидністю пасивних окраїн є так звані трансформні окраїни, тобто окраїни, що визначаються трансформними розломами, які заходять у їх межі. Вони мають вузький шельф, крутий континентальний схил, з яким співпадає розлом і слабовиражене підніжжя.    Активні окраїни континентів найбільш характерні для Тихого океану, а також для окремих ділянок Атлантичного і Індійського океанів. Вони складаються із окраїнних (крайових) морів, острівних дуг і глибоководних жолобів.    Окраїнні моря - це переважно котловинні моря глибиною до 4-5 км з корою близькою до океанічного або перехідного (субокеанічного) типу. Типові приклади таких морів: Охотське, Японське, Східно-Китайське і ін. Потужність осадового шару у них, як правило, підвищена (до 10-12 км), характерна також сейсмічна активність, високий тепловий потік.    Острівні дуги найбільш типово представлені у Тихому океані. До них належать Командорсько-Алеутська, Курильська, Японська і ін. В Атлантиці відомі Антільська і Південно-Антільська дуги, в Індійському океані - Зондська. Усі вони характеризуються активною вулканічною (андезитового складу) та сейсмічною діяльністю. Кора острівних дуг представлена континентальним (Японські острови) чи субконтинентальним (наприклад, Алеутська дуга) з потужностями до 20-25 км типами.    Глибоководні жолоби - це вузькі улоговини на дні океанів завглибшки від 7-8 до 10-11 км, завдовжки у сотні або й тисячі кілометрів і завширшки у декілька десятків кілометрів. Вони витягнуті переважно вздовж острівних дуг з боку океану. В поперечному перерізі мають асиметричну будову - їх зовнішній, океанічний схил завжди більш пологий, внутрішній - крутий. З віссю глибоководного жолоба співпадає вихід на поверхню нахиленої під острівну дугу зони сейсмічної активності - сейсмофокальної зони, яка простягається глибоко в мантію на сотні кілометрів. За прізвищами перших дослідників ці зони називають зонами Вадаті-Заварицького-Беньофа (скорочено зони ВЗБ). Саме з цими зонами пов'язана сейсмічна, вулканічна і тектонічна діяльність активних окраїн континентів.    Поперечний профіль активної окраїни може включати не лише одну, а й дві, три острівні дуги, розділені міждуговими басейнами. У такому випадку одна із дуг вже не є вулканічно активною.    Така будова типова для Антільсько-Карибської∙ області.    Окремо виділяють андський тип активних окраїн, який характеризується тим, що глибоководні жолоби безпосередньо контактують із континентами, по краю яких простягаються крайові вулканічні пояси. Як вказує назва, такий тип активних окраїн характерний дОсновними структурними елементами перехідних зон та континентів є рухомі геосинклінальні пояси, епігеосинклінальні та епіплатформені орогенні пояси і континентальні платформи.    Вчення про геосинкліналі виникло ще у другій половині минулого століття, понад сто років тому. Основоположниками його були американські геологи Д.Хол і Д.Дена. Д.Хол ще у 1857 році вперше показав, що складчасті гірські споруди виникли на місці великих прогинів, заповнених потужними товщами різноманітних морських відкладів. Враховуючи планетарний масштаб і синклінальну форму прогинів, Д.Дена (1873) назвав їх геосинкліналіями. Згодом вчення про геосинкліналі було підхоплене європейськими вченими і поступово перетворилося в чітку наукову концепцію, яка за 100 років свого існування відіграла значну роль у розвитку геологічної науки. Значний вклад у розвиток теорі∙ внесли такі дослідники як Е.Ог, Г.Штілле, Л.Кобер, Ч.Шухерт, А.А.Борисяк, С.М.Бубнов, А.Д.Архангельський, М.С.Шатський, В.В.Білоусов, А.В.Пейве, В.Ю.Хаїн і інші.    У 60-70 роках нашого століття, завдяки значним успіхам у вивченні геології дна океанів, виникла нова глобальна геотектонічна теорія - тектоніка літосферних плит, яка швидко перетворилася в одну із провідних в геологічній науці. Як показує практика, нові відкриття не тільки не заперечили старої емпіричної геосинклінальної теорії, але й дали новий імпульс до ∙∙ подальшого розвитку. Особливо важливим було виявлення подібності порід, які залягають в основі геосинклінальних розрізів з розрізами земної кори сучасних океанів, що дало змогу обгрунтувати закладання геосинкліналей на океанічній корі. Розрізи нижніх частин внутрішніх зон геосинкліналей відомі під назвою офіолітової асоціаці∙(чи просто офіолітів) і представляють послідовне нашрування знизу вверх перидотитів, габро, базальтів, кремнистих порід, вапняків тощо, тобто є аналогами сучасної океанічної кори.    Встановлення цього факту дозволило допустити, що сучасними геосинкліналями є перехідні зони між континентами і океанами тихоокеанського типу з окраїнними морями, острівними дугами і глибоководними жолобами, а також акваторій між континентами типу сучасних Середземного і Карибського морів та морів і островів Індонезійського архіпелагу. З цими зонами пов'язаний комплекс магматичних, метаморфічних і тектонічних процесів, за якими вони можуть бути ідентифіковані і в давніх геосинкліналях.    Протягом останніх десятиліть змінились погляди і на походження та причини розвитку геосинкліналей. Якщо Д.Хол причиною прогинання геосинкліналей вважав нагромадження великої кількості осадків, Д Дена - причину прогинання і зім'яття відкладів у складки вбачав у загальному стисненні (контракці∙) Землі, то в 30-50-х роках, а деякі автори і зараз, причини розвитку геосинкліналей пов'язують з процесами, що відбуваються у верхній мантії під геосинкліналями. В останні роки все більше авторів схиляються до ідеї про розвиток геосинкліналей під впливом глобальних процесів руху і взаємодії літосферних плит.    Найвищою таксономічною одиницею в класифікації геосинклінальних структур є рухомі геосинклінальні пояси. Відомий російський тектоніст В.Ю.Хаїн під рухомими геосинклінальними поясами розуміє пояси глобального масштабу, які виникають на межі літосферних плит - океанічної і континентальної чи двох континентальних, як правило, на корі океанічного типу і тривалий час служать місцями інтенсивного вулканізму та осадконагромадження, перетворюючись, внаслідок свого розвитку, у складчасті гірські споруди з потужною корою континентального типу. Довжина їх визначається багатьма, нерідко десятками тисяч кілометрів, а ширина до 2-3 тис.км.    Існує два основних типи геосинклінальних поясів: окраїнно-континентальний та міжконтинентальний. До першого, окраїнно-континентального типу належить сучасний Західно-Тихоокеанський пояс з його системою окраїнних морів, острівних дуг і глибоководних жолобів, таку ж будову мав, очевидно, у палеозої та мезозої Східно-Тихоокеанський пояс. Типовим міжконтинентальним поясом є Середземноморський, розташований між Східно-Європейською та Китайсько-Корейською континентальними платформами на півночі та Африканською і Індостанською на півдні. Такими ж були у палеозої Урало-Монгольський і Північно-Атлантичний пояси.    Геосинклінальні пояси виникли ще у пізньому протерозої, 1350-1000 млн.років тому, одночасно із відокремленням древніх платформ. Основні з них: Тихоокеанський (його часто поділяють на Західно- і Східно-Тихоокеанський),  Середземноморський, Північно-Атлантичний, Урало-Монгольський і Арктичний. Три останні закінчили свій розвиток в кінці палеозою- на початку мезозою, а Тихоокеанський і Середземноморський пояси, як уже відмічалося, частково продовжують свій розвиток і зараз.    Перераховані геосинклінальні пояси звичайно називають валкими. Поряд з ними розрізняють і два малі геосинклінальні пояси - Внутрішньо-африканський і Бразильський. Останні різняться від великих поясів не тільки розмірами, але й історією розвитку - еволюція їх тривала лише протягом протерозою.    Геосинклінальні пояси поділяють на геосинклінальні області.    Під геосинклінальними областями більшість дослідників розуміють великі сегменти геосинклінальних поясів (довжиною понад 1000 км), які розділені зонами поперечних глибинних розломів і різняться між собою особливостями будови та розвитку. Наприклад, Урало-Монгольський пояс охоплює Уральську, Тянь-Шанську, Центрально-Казахстанську, Алтає-Саянську і Монголо-Охотську області. В свою чергу, кожна область складається у поперечному перерізі із кількох геосинклінальних систем і серединних масивів, які їх розділяють.    Геосинклінальна система - це виразно лінійна структура довжиною понад тисячу і часто (Урал, Аппалачі) до 3000 км при ширині від 200 до 500-600 км, інколи більше. Геосинклінальні системи можуть розташовуватись між платформою і серединним масивом або між двома серединними масивами або займають весь простір між двома платформами ( у такому випадку поняття області і системи збігаються; наприклад, Урал, Кордільєри Північної Америки). Геосинклінальні системи у межах області можуть завершувати свій розвиток одночасно або у різні епохи. Наприклад, геосинклінальні системи Карпат, Великого Кавказу, Альп тощо, розташовані в межах Альпійсько-Гімалайської області вступили у стадію орогенезу в кайнозої, тобто майже одночасно, а в межах Алтає-Саянської області виділяються геосинклінальні системи еволюція яких завершилася у різний час: Західний Саян сформувався у ранньому палеозої, Східний Саян у пізньому протерозої і т.д.    Німецький геолог Г.Штілле (1940) і американський геолог Д.Кей (1942) виділили в межах геосинклінальної системи два принципово різних елементи - зовнішні, що прилягають до платформ, зони (міогеосинкліналі або несправжні геосинкліналі) і внутрішні, що розміщені зі сторони океану, зони (евгеосинкліналі - справжні геосинкліналі). Міогеосинкліналі закладаються на корі континентального типу і характеризуються нагромадженням уламкових та карбонатних товщ.    Власне кажучи, міогеосинкліналі - це втягнуті у геосинклінальні занурення підводні окраїни континентів, тобто зовнішній шельф та континентальний схил. Евгеосинкліналі розвиваються на океанічній корі, представленій офіолітами, і для них характерне нагромадження потужних осадово-вулканогенних товщ (за рахунок інтенсивного підводного вулканізму). Амплітуди опускань і, відповідно, потужності відкладених осадків завжди значно вищі у евгеосинкліналях.    Серединні масиви- здебільшого уламки тієї платформи, за рахунок дроблення якої виникла дана геосинклінальна область (пояс), тому фундамент їх має ранньодокембрійський вік. Вони є структурами такого ж рангу, як і системи. Форма серединних масивів переважно кутасто-ізометрична при ширині кілька сот кілометрів, рідше понад 1000 км. Наприклад, Індосинійський, Богемський масиви і ін. у Середземноморському поясі. Серединні масиви є аналогами мікроконтинентів, які відомі у сучасних океанах.    У розвитку геосинклінальних рухомих поясів, областей і систем у загальному вигляді виділяють два основних етапи: власне геосинклінальний і орогенний. У першому з них розрізняють дві стаді∙: ранньогеосинклінальну і пізньогеосинклінальну. Останнім часом виділяють ще і догеосинклінальну стадію, яка по-різному виражена залежно від того, в яких умовах закладалася геосинклінальна система - внутріконтинентальних чи окраїнно-континентальних. У внутріконтинентальних умовах догеосинклінальна стадія (тобто стадія закладання власне геосинкліналей) виражається в утворенні пологих западин, які поступово змінюються рифтами, де нагромаджуються грубоуламкові континентальні осадки. Внаслідок розтягу рифт може розширюватись, а континентальна кора поступово тоншати, аж до повного розриву, виливу лужно-основних лав і утворення таким чином ділянок із новою океанічною корою. При цьому рифт стає континентально-океанічним (типовий приклад - Червоне море). Дальше розширення рифту може призвести до перетворення його в рифтогенний океан, типу нинішнього Антлантичного, в центральній частині якого розміщується рифт, а по обидва боки від нього простягаються западини, які виповнюються уламковим матеріалом. У минулому таку догеосинклінальну стадію пройшли у своєму розвитку Урало-Монгольський та Північно-Атлантичний пояси.    В окраїнно-континентальних поясах на догеосинклінальній стадії або формуються вулканічні дуги на корі океанічного типу, відділяючи від океану окрему ділянку (приклад - Алеутська дуга, що обмежує западину Берінгового моря), або відколюються великі блоки від континенту з подальшим перетворенням континентального рифту в окраїнне море (наприклад, Японські острови, відділені від континенту окраїнним Японським морем). В останньому випадку, відокремлені таким чином від континентів ∙х частини можуть вважатись типовими серединними масивами чи мікроконтинентами.    Таким чином, наслідком догеосинклінально∙ стадії у кожному конкретному випадку є утворення обмеженої ділянки кори океанічного типу, яка займає міжконтинентальне чи окраїнно-континентальне положення.    Ранньогеосинклінальна стадія розвитку знаменується початком компенсації розтягування геосинклінальної системи стиском ∙∙ по периферії, де виникають нахилені сейсмофокальні зони Вадаті-Заварицького-Беньофа, приурочені до меж континентальної та океанічної або двох океанічних літосферних плит, а потім і загальним стиском.   Над зонами ВЗБ в верхній мантії виникають осередки магми, які обумовлюють появу на поверхні ланцюжків вулканів - вулканічних дуг. Тому у внутрішніх зонах геосинкліналей відкладаються потужні (до 10-15 км) кременисто-вулканогенні та сланцеві формації, тоді як у зовнішніх зонах, на окраїнах континентів формуються чисто осадові утвори.   Пізньогеосинклінальна стадія починається з моменту ускладнення внутрішньої структури рухомого пояса, яке обумовлене процесами стиснення, викликаного зустрічним рухом літосферних плит і початком закриття океанічного басейну. Все це призводить до занурення однієї літосферної плити під іншу (як правило, океанічна плита більш щільна занурюється під плиту менш щільну континентальну чи з перехідною корою), подальшого розвитку зон ВЗБ, формування вулканічних і невулканічних острівних дуг (геоантикліналей), які служать областями зносу в прилягаючі западини. Окраїнні моря заповнюються осадками - утворюються потужні товщі вулканогенно-уламкових порід - суміш туфів, туфобрекчій і теригенних осадків. Пізні стадії розвитку геосинкліналей характеризуються утворенням флішової формації, складеної теригенними чи теригенно-карбонатними породами, тонкі шари яких ритмічно чергуються між собою, утворюючи товщі потужністю інколи в багато кілометрів. Дальший стиск призводить до зближення острівних дуг з континентами, загальної складчастості, коли зминаються у складки сформовані багатокілометрові товщі осадків і вулканітів, утворення тектонічних покривів (шар'яжів). Вторгаються великі гранітні інтрузії, товщі порід, особливо на глибині, піддаються регіональному метаморфізму.    Пізньогеосинклінальна стадія змінюється орогенним етапом.  Ось як висловлюється про процеси у геосинкліналях В.Ю.Хаїн: "...геосинкліналь є ніби котлом, у якому із продуктів виносу магми з мантії, переплавлення більш древньої континентальної кори і зносу з континентів вариться нова потужна континентальна кора. Ця кора нарощує континенти по периферії океанів і в міжконтинентальних геосинкліналях знову спаює континенти, роз'єднані рифтогенезом. А пальник під котлом локалізується в сейсмофокальній зоні ВЗБ і безпосередньо над нею".    Орогенний етап теж поділяється на дві стадії: ранньо- і пізньоорогенну. На початку орогенного етапу геосинклінальна система представляє собою низовинну сушу з континентальною корою. Для першої стадії характерні невисокі темпи підняття орогену, слаба розчленованість його; в крайових прогинах, які розвиваються на межі молодої гірської країни і платформи, нагромаджуються тонкоуламкові породи (тонкі моласи) та , залежно від кліматичних умов, соленосні або вугленосні товщі. На другій стадії гірська споруда росте швидше, вона розширюється, крайові (передові) прогини зміщуються у бік платформ і заповнюються грубоуламковою моласою, а в самих гірських спорудах виникають міжгірні западини, які теж служать місцями інтенсивного осадконакопичення. Для орогенного етапу дуже характерні наземний середньолужний вулканізм та гранітоїдний магматизм.    З утворенням по периферії континенту чи між континентами складчасто гірської споруди зони ВЗБ в одному випадку мігрують в сторону океану (як на узбережжі Тихого океану), у другому - відмирають (як у Середземному морі). Ріст гірських масивів на місці геосинкліналей, на думку ряду дослідників, спричиняється, по-перше складчасто-насувними деформаціями, згромадженням потужних осадово-вулканогенних товщ, по-друге спливанням новоутворених гір згідно із законами ізостатичної рівноваги на своїй гранітно-гнейсовій подушці.    Ізостатичне спливання відбувається у зв'язку із зниженням щільності кори під впливом підвищеного теплового потоку, регіонального метаморфізму і гранітизації.    Таким чином, орогенний етап завершує геосинклінальний розвиток даної території, на місці геосинкліналі появляється складчаста гірська країна з корою континентального типу. Орогенні пояси, які виникли на місці геосинкліналей, називають епігеосинклінальними орогенними поясами.    У подальшому відбуваються процеси згладжування гірського рельєфу екзогенними чинниками, перетворення гір спочатку у дрібносопковик, а пізніше і у рівнину, охолодження кори, що у свою чергу призводить до ∙∙ занурення, покривання території водою і формування на ній осадових верств - чохла. Область вступає в наступну стадію свого розвитку - платформену. Зруйнована складчаста основа, сформована на геосинклінальному етапі стає фундаментом майбутньої платформи.    Континентальні платформи - це відносно стабільні, жорсткі, переважно ізометричної форми ділянки земної кори, які мають двоярусну будову. Вони характеризуються витриманою потужністю земної кори, слабо розчленованим рельєфом, незначними сейсмічністю і вулканічною активністю. У зв'язку з тим, що платформи виникають на місці складчастих областей, в ∙х будові виразно виділяються два структурні яруси: нижній - кристалічний складчастий фундамент, сформований під час геосинклінального розвитку території, і верхній - платформений чохол, формування якого пов'язане з коливними тектонічними рухами платформ (рис. ). За віком порід фундаменту платформи поділяють на древні і молоді.    Фундамент древніх платформ формувався протягом архею та раннього протерозою і складений складчастими, глибокометаморфізованими товщами порід, прорваними гранітними інтрузіями. Верхній ярус платформи - чохол складений спокійнозалягаючими верствами неметаморфізованих морських, континентальних і ефузивних порід, які з різкою кутовою незгідністю покривають кристалічний фундамент. До древніх докембрійських платформ належать Північно-Американська, Південно-Американська, Східно-Європейська, Сибірська, Африка- но-Аравійська, Ідостанська, Австралійська, Антарктична та кілька дрібніших платформ (Китайсько-Корейська, Таримська, Південно-Китайська). Ці платформи складають ядра сучасних материків і обрамлюються молодими платформами та складчастими областями (орогенами). Древні платформи займають близько 40% площі сучасних материків. Від сусідніх молодих платформ вони відділяються глибинними розломами, а від орогенів - передовими (крайовими) прогинами.    Молодими називають платформи, які виникли на пізньопротерозойському, палеозойському чи, рідше, мезозойському фундаменті і, відповідно до віку цього фундаменту, ∙х називають епібайкальськими, епікаледонськими, епігерцинськими, епімезозойськими (див.нижче - поняття про тектонічні цикли). Фундамент молодих платформ менш кристалічний ніж у древніх, породи його менш метаморфізовані, містять менше гранітів і відрізняються від осадового чохла, головним чином, інтенсивною дислокованістю. Прикладами таких платформ є Скіфська епігерцинська, Катазіатська епікаледонська і ін. Слід відмітити також що епібайкальські платформи займають проміжне положення між древніми і молодими і на деяких південних древніх платформах байкаліди розглядаються у складі фундаменту цих платформ.    Найбільшими структурними елементами платформ є щити і плити - структури першого порядку по відношенню до платформ.    Щит - це ділянка платформи, де на поверхню виступає фундамент. Щити характерні для древніх платформ і є наслідком тривалого підняття та денудації даної території (наприклад, Український щит на Східно-Європейській платформі, Алданський щит на Сибірській платформі і ін.).    Плити - ділянки платформ, де фундамент перекритий чохлом (наприклад, Руська плита на Східно-Європейській платформі).    В межах плит виділяються структурні елементи другого порядку: антеклізи, синеклізи і авлакогени.    Антеклізи - великі пологі підняття на плитах, де фундамент перекритий відносно тонким осадовим чохлом, або може навіть виступати на поверхню у вигляді невеликих кристалічних масивів.    Синеклізи - ділянки плит з опущеним (до 3-5 км) заляганням фундаменту і, відповідно, потужним осадовим чохлом. Нахил верств на крилах антекліз і синекліз, як правило, не перевищує 1 , тобто це дуже пологі і обширні структури. Синеклізи і антеклізи, у свою чергу, можуть бути ускладнені тектонічними структурами вищого порядку: локальними підняттями, западинами, валами, флексурами, які виникають переважно над зонами розломів. Прикладами антекліз можуть служити Воронезька та Білоруська, а синекліз - Московська та Українська на Східно-Європейській платформі.    В основі синекліз часто виявляються (з допомогою буріння) поховані структури, які дістали назву авлакогенів. Таким є, наприклад, Дніпровсько-Донецький авлакоген, перекритий Українською синеклізою. Авлакогени - величезні лінійно витягнуті грабеноподібні западини земно∙ кори у фундаменті платформ, обмежені розломами і заповнені осадками різко підвищеної (до 10-12 км) потужності. В них часто нагромаджуються поклади солей та вугілля. У сучасному рельєфі авлакогени здебільшого не виражені і є похованими структурами (можливо різновидністю давніх континентальних рифтів),доступ ними для вивчення лише з допомогою свердловин та сейсморозвідки.    Епіплатформені орогенні пояси та континентальні рифти. Потрібно відмітити, що формування гірського рельєфу відбувається не тільки як наслідок розвитку геосинкліналей. Часто ці процеси протікають і на стабілізованих ділянках земної кори - платформах. Для означення ∙х С.С.Шульц у 1962 році застосував термін "епіплатформений орогенез", а В.В.Білоусов користується терміном "тектонічна активізація платформ".    При епіплатформеному орогенезі гірський рельєф створюється в короткі геологічні строки різнонаправленими тектонічними рухами. При цьому формуються так звані брилові (чи складчасто-брилові) гірські системи з міжгірними западинами. В поперечному перерізі епіплатформені гірські споруди мають склепінчасто-блокову будову.   Процеси гороутворення можуть супроводжуватись базальтовим вулканізмом. Типовим прикладом таких орогенів є Тянь-Шань, історія розвитку якого достатньо вивчена (С.С.Шульц і ін.). До початку неогену Північний Тянь-Шань представляв собою епікаледонську, а Південний Тянь-Шань - епігерцинську платформи. Переконливим свідченням платформеної стадії на Тянь-Шані є рештки (останці) осадового чохла, подібні до чохла сусідньої епігерцинської Туранської платформи. В неогені Тянь-Шань був досить вирівняною, горбкуватою територією. У неоген - четвертинний час відбулася різка активізація тектонічних рухів. Платформа була роздроблена на окремі блоки - опущені грабени і припідняті горсти, які відділялись один від одного глибинними розломами. Переміщення блоків по розломах досягали величезного розмаху - до 12-13 км. Таким чином, сформувалася високогірна країна складчасто-брилового типу.    Подібну історію розвитку мають гірські системи Алтаю, Саян, Аппалачів, Судет та ін. Усі вони пройшли стадію геосинклінального розвитку, коли на ∙х місці були створені складчасті гірські країни, потім стадію платформ - сучасний гірський рельєф формувався уже в межах молодих платформ порівняно недавно. Встановлено, що процеси епіплатформеного орогенезу були досить інтенсивними не тільки на неотектонічному етапі, але й у віддаленому геологічному минулому і співпадали з епохами епігеосинклінального орогенезу в часі.    З епіплатформеними орогенами часто пов'язані процеси рифтоутворення. Континентальні рифти - це великі структури розтягування континентального масштабу, морфологічно виражені простими і складними грабенами з потоншеними корою і літосферою, підвищеним тепловим потоком, вулканічною і сейсмічною активністю. Рифти були відкриті майже одночасно англійським геологом Д.Грегорі у Східній Африці та Є.Зюсом в Європі. Вони мають велику довжину, в сотні і тисячі кілометрів і чітко виражену лінійність. Ширина більшості континентальних рифтів 30-70км, але відомі вузькі - 5-20км (Мертве море) і більш широкі - 200-400 км (Червоне море). В сучасному рельєфі кайнозойські рифти виражені чітко окресленими пониженнями (рифтовими долинами), обмеженими крайовими обрамляючими їх хребтами. Найбільші з сучасних рифтів приурочені до осьових частин великих склепінчастих піднять. Такими є системи Східно-Африканських рифтів (з рифтом Червоного моря), Байкальська рифтова система, Верхньорейнський рифт і ін.    Рифтоутворення майже завжди супроводжується магматичною діяльністю (лужно-базальтовий вулканізм). Відомі навіть дуже великі вулканічні побудови (вулкани Кенія і Кіліманджаро у Східній Африці), розміщені в зонах поперечних розломів, які пересікають рифти.    Розвиток континентальних рифтів, за В.Г.Казьміним, проходить у три стадії. На першій стадії утворюються неглибокі западини у земній корі, розтяг при цьому не перевищує сотень метрів, а континентальна кора майже не потоншена. На другій стадії зароджується і ускладнюється осьова зона рифту, розтяг становить 30-40км, а кора потоншується в 1,5 рази. І, нарешті, на третій стадії відбувається значне (у 2-3 рази) потоншення земної кори, утворюються розриви, по яких на поверхню надходить магма, розтяг досягає 80-100 км, глибина рифту 4-5 км. Повний розрив континентальної кори відбувається вже при потоншенні у 2 рази, на дні рифту починає формуватися базальтова кора і рифт переходить із континентального в міжконтинентальний (типу Червономорського), а потім і в океанічний.    Таким чином, на відміну від геосинклінального процесу, наслідком якого є утворення континентальної кори, при рифтогенезі відбувається зворотній процес - руйнування континентальної кори і утворення океанічної, що, в свою чергу, дає початок гесинклінальному розвитку території.    Тектонічні цикли, епохи складчастості та гороутворення.  На протязі складної та тривалої історії свого розвитку, яка обчислюється багатьма сотнями мільйонів чи навіть більше мільярда років, геосинклінальні пояси почергово переживали періоди розширення і повільного опускання та періоди скорочення, звуження і підняття, які супроводились складчастістю, гранітизацією, метаморфізмом, що призводило до перетворення окремих частин поясів спочатку у гірські масиви, а потім у молоді континентальні платформи. А оскільки таке чергування опускань і піднять та супроводжуючих ∙х процесів неодноразово повторювалось в історії поясів, то можна, очевидно, говорити про певну циклічність у їх розвитку.   Вперше звернув на це увагу французький геолог М.Бертран (1886), який виділив чотири цикли гороутворення. Зараз в історії Землі (і в еволюції геосинклінальних поясів) виділяють такі тектонічні цикли: катархейський (4,5-3,5 млрд.років тому), ранньоархейський (3,5-3,0 млрд.років тому), пізньоархейський, або біломорський (3,0-2,6 млрд.років тому), ранньопротерозойський, чи ранньокарельський (2,6-2,0 млрд.років тому), середньопротерозойський, чи пізньокарельський (2,0-1,7 млрд.років тому), ранньорифейський, або готський (1,7-1,4 млрд.років тому), середньорифейський, чи гренвільський (1,4-1,0 млрд.років тому),байкальський (1000-550 млн. років тому), ранньопалеозойський, або каледонський (545-375 млн.років тому), пізньопалеозойський, або герцинський (375-220 млн. років тому), мезозойський, або кимерійський (220-80 млн.років тому) та кайнозойський, або альпійський (незавершений, від 80 млн.років до нашого часу).    Тривалість тектонічних циклів, як видно із переліку, була більшою у докембрії, де досягала 1000 млн.років, в палеозої вона складала 180-200 млн.років, у мезозої 130-140, а в кайнозої - менше 100 млн.років. Умовно в межах кожного тектонічного циклу можна виділити тривалі еволюційні етапи та короткі, бурхливі етапи революційного розвитку або епохи складчастості та гороутворення.    Для еволюційних етапів (тобто періодів власне геосинклінального розвитку поясів) характерні такі процеси як: 1) широкий розвиток прогинань в геосинкліналях та нагромадження потужних осадово-вулканогенних товщ; 2) резонансні прогинання на суміжних платформах та розвиток на них трансгресій - моря наступають зі сторони геосинкліналей; 3) розвиток неглибоких морів на обширних ділянках платформ спричиняє встановлення вологого, теплого клімату, вирівнювання рельєфу; 4) створюються сприятливі умови для бурхливого розквіту органічного світу. Такий режим на планеті називають таласократичним.    В епохи складчастості та породоутворення відбувається:    1) широкий розвиток горотворчих процесів в геосинкліналях;    2) інтенсивні прояви глибинного та наземного магматизму в геосинкліналях;    3) резонансні підняття на прилягаючих частинах платформ і пов'язані із цим регресії морів;    4) поява різкоконтрастного рельєфу суші значно утруднює циркуляцію атмосфери - посилюється контрастність кліматичних зон, розширюються арідні зони, появляються наземні зледеніння;    5) різкі зміни фізико-географічних умов планети викликають загальне погіршення умов існування органічного світу - проходять масові вимирання одних форм та поява інших, більш високо організованих.    Такий режим прийнято називати геократичним, тобто панування суші, на відміну від таласократичного-панування моря.

  Контрольні запитання і завдання.

1.    Які Ви знаєте основні структурні елементи земної кори і літосфери? 2.    Що таке серединноокеанічні хребти і чим вони відрізняються від гірських систем материків? 3.    Як побудовані океанічні плити? 4.    Охарактеризуйте активні та пасивні окраїни континентів. 5.    Що таке рухомі геосинклінальні пояси? 6.    Проаналізуйте розвиток геосинклінальних поясів. 7.    Як Ви розумієте зони ВЗБ? 8.    Що таке континентальні платформи? 9.    Назвіть найбільші структурні елементи платформ. 10.. Що таке епіплатформені орогени? Наведіть їх приклади. 11.. Поясніть механізм формування континентальних рифтів. 12.Які Ви знаєте тектонічні цикли? 13.Назвіть характерні ознаки таласократичного та геократичного режимів.

ЛІТЕРАТУРА.

 1. Белоусов В.В. Основы геотектоники.М.,Недра, 1989.  2. Боголепов К.В., Чиков Б.М. Геология дна океанов. М.,Наука,1976.  3. Зейболд Е., Бергер В. Дно океана (введение в морскую геологию). М., Мир,1984.  4. Ле Пишон К., Франшто Ж., Боннин Ж.Тектоника плит. М.,Мир,1977.  5. Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М., Недра,1976.  6. Муратов М.В. Происхождение материков и океанических впадин. М., Наука. 1975.  7. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М., Недра, 1985.  8. Шульц С.С. Тектоника земной коры. Л., Недра, 1979.

ля берегів Південної і ЦентральнТема 2. СУЧАСНІ УЯВЛЕННЯ ПРО ПРИЧИНИ ЕВОЛЮЦІЇ ЗЕМНОЇ КОРИ І ЛІТОСФЕРИ.

2. Розвиток геологічної науки на кожному конкретному історичному етапі стимулювався появою популярних в тій чи іншій мірі серед наукового загалу геотектонічних концепцій, які, ґрунтуючись на наявному на даний час фактичному матеріалі, претендували на створення узагальнених, цілісних уявлень про все різноманіття геологічних процесів (тектонічних, магматичних, метаморфічних то що). Власне кажучи, вся історія геології, як і інших наук, це боротьба гіпотез, уявлень, концепцій, теорій - боротьба драматична, часто безкомпромісна. Можна назвати хоча б наукові суперечки між нептуністами і плутоністами, між катастрофістами і уніформістами, між фіксистами і мобілістами. Багато із сформульованих у свій час гіпотез представляють зараз лише історичний інтерес, з іншого боку раціональна частина деяких гіпотез використана у сучасних побудовах. Зупинимось на короткій характеристиці окремих концепцій, які найбільш суттєво впливали (і впливають зараз) на становлення геологічної думки, формування єдиної загальної теорії Землі.    В геотектоніці намітились три основних напрямки, які з різних позицій, трактують еволюцію земної кори і літосфери:   1)гіпотези, що виходять із зміни об'єму Землі;   2)гіпотези внутрішньої диференціації речовини Землі, які домінуючу роль відводять вертикальним переміщенням блоків земної кори (фіксизм);   3)гіпотези горизонтальних переміщень материків чи літосферних плит (мобілізм).    До першої групи гіпотез слід віднести дуже популярну у ХІХ і на початку ХХ століття гіпотезу контракції, висунуту у 1852 році французьким геологом Елі де Бомоном, а також пізніші: гіпотезу розширення Землі та пульсаційну гіпотезу.    Гіпотеза контракції базувалась на космогонічних побудовах Канта-Лапласа, згідно із якими Земля на початкових стадіях свого розвитку була розплавленою. Поступове, повільне охолодження супроводилось зменшенням об'єму. Сформована при остиганні з по верхні земна кора піддавалась дробленню, зминанню в складки - морщилась як печене яблуко. Гіпотеза однак не давала задовільного пояснення розташуванню таких складчастих систем у певних зонах, а не по всій території планети рівномірно, незрозуміло також чому складкоутворення проявлялось переважно на континентах, а не на ділянках з тоншою океанічною корою. Багато протиріч контракційної∙гіпотези було знято, після появи в середині минулого століття вчення про геосинкліналі та платформи, у якому давалось пояснення формуванню лінійних складчастих структур з корою континентального типу. Гіпотеза контракції панувала в геології до початку ХХ століття і підтримувалась відомими геологами: Е.Огом, Г.Штілле, О.П.Карпінським, І.В.Мушкетовим і ін. На основі була створена фундаментальна праця австрійського вченого Е.Зюса "Лице Землі".  Відмовитись від гіпотези прийшлось після того, як були змінені космогенічні уявлення і Земля почала розглядатись як первісно "холодне" тіло, сформоване із газово-пилової∙туманності, а також після відкриття явища природної радіоактивності (що доказувало можливість внутрішнього розігріву планети), та неможливості пояснення деяких нових геологічних фактів.    Повною протилежністю контракційній гіпотезі є розроблювана цілим рядом вчених (О.Хільгенберг, Л.Едьєд, М.М.Тетяєв, І.В.Кирилов, В.Б.Нейман і ін.) гіпотеза розширення Землі. Прибічники виходять із припущення, що об'єм Землі раніше був набагато меншим від сучасного, а радіус складав 3500-4000км. Материкова кора суцільним шаром покривала поверхню планети. Розширення Землі почалось з кінця палеозою (чи, за іншими даними, з крейди), що призвело до розтріскування суцільної континентальної кори, відсування окремих континентів один від одного і відслонення між ними підкорового шару. Сюди по розломах проникала мантійна речовина, формуючи нову кору океанічного типу. Згідно із гіпотезою, за останні 345 млн.років поверхня планети збільшилась вдвоє, що не знаходить задовільного фізичного обгрунтування, крім цього, не пояснюються процеси складчастості, періодичність тектонічних процесів та інші геологічні явища.    Спроба синтезу описаних гіпотез була зроблена у працях американського геолога В.Бухера, та відомих російських вчених В.О.Обручева і М.А.Усова. У висунутій ними пульсаційній гіпотезі допускалось періодичне розширення Землі, яке змінювалося стиском.   В епохи розширення відбувається утворення розломів, закладення геосинкліналей, інтенсивно проявляється магматизм, переважають вертикальні рухи кори. В епохи стиску у межах геосинкліналей формуються складчасті гірські системи, а в ∙х надрах - гранітні інтрузії. Сучасні прихильники гіпотези підкреслюють, що розтяг земної кори в рифтових зонах компенсується ∙∙ стиском в глибоководних жолобах і гірських системах, а внаслідок багатократного почергового стиску і розтягу відбувається переміщення брил земної кори від зон розтягу до зон стиску. Слід сказати, що на коливання величини радіуса Землі в межах 10% на протязі останніх 500 млн.років вказують також дані палеомагнетизму. Сильною стороною гіпотези є можливість на ∙∙ основі пояснювати циклічність та направленість тектонічних процесів. Гіпотеза має прихильників і в наші дні (наприклад, відомий тектоніст Є.Є.Мілановський і ін.) і в майбутньому можливе поєднання окремих ∙∙ положень із сучасними мобілістичними побудовами.    Концепція фіксизму. Назва концепції походить від того, що  прибічники вважають незмінним, зафіксованим взаємне розміщення континентів на протязі геологічної історії Землі. Для пояснення розвитку планети фіксисти віддають перевагу вертикальним рухам, практично відкидаючи можливість більш-менш значних горизонтальних переміщень блоків кори чи літосфери.    Голландським вченим Р.Ван Беммеленом та відомим російським тектоністом В.В.Білоусовим активно розробляється гіпотеза глибинної диференціації. Згідно із уявленнями В.В.Білоусова основним фактором еволюції земної кори є гравітаційна диференціація речовини мантії, радіогенний розігрів відіграє другорядну роль. Активною зоною сучасної диференціації, на його думку, є астеносфера, де відбувається виплавлення базальтів у вигляді крапель, які зливаються у великі масиви-астеноліти. У випадку підвищеної проникливості літосфери астеноліти підіймаються по глибинних розломах, частково виливаються на поверхню, обважнюють літосферу, що веде до формування евгеосинклінальних прогинів. Прогини заповнюються осадово-вулканогенними товщами, літосфера втрачає свою проникливість, що приводить до застигнення базальтів на глибині, виділення із них флюїдів і тепла. Останні спричиняють регіональний метаморфізм геосинклінальних товщ і часткове ∙х переплавлення з утворенням гранітів. Зменшення проникливості літосфери перешкоджає прориву наверх новим порціям розігрітої мантійної речовини і остання припідіймає над собою літосферні блоки - починаються процеси гороутворення. В подальшому остигання астенолітів призводить до стабілізації тектонічного режиму і встановлення платформених умов, коли окремі теплові імпульси спричиняють лише незначні коливні рухи.   Утворення океанічних западин В.В.Білоусов пояснює процесами так званої газифікації кори, коли виливи поверх континентальної∙ кори великих базальтових мас призводять до зростання питомої ваги, прогинання і занурення разом із важкими ультра основними інтрузіями в мантію, де базальтовий шар заміщується ультраосновними породами, а гранітний - базальтовими ("базити" - основні породи). Таким чином на поверхні формувалася океанічна кора. Утворені западини заповнювались водою, даючи початок новим океанам.   При цьому утворення океанів, опускання ∙х дна йшло від периферії до центральної осі - цим пояснюється той факт, що кора сучасних Атлантичного та Індійського океанів "молодіє" у напрямку від континенту до осей серединних хребтів. Таким чином, останні розглядаються як зони, що опускаються під впливом обтяжуючих їх інтрузій із мантії.    На думку В.В.Білоусова, материки, що входили до складу великого палеозойського материка Гондвана, з'єднувались між собою ділянками суші, які пізніше опустились, тобто сучасне положення цих материків залишалось незмінним, зафіксованим на протязі всієї їх історії. Слабими місцями гіпотези є непереконливість доказів щодо процесів формування океанічної кори, заперечення існування планетарних зон розтягу та стиску та ін.    Концепція мобілізму. Початок мобілістичним уявленням, які за основу при поясненні еволюції земної кори та літосфери беруть горизонтальні рухи, був покладений американцем Ф.Тейлором (1910) та німецьким метеорологом і геофізиком А.Вегенером (1912), які сформулювали гіпотезу дрейфу континентів. Особливий вклад у розробку вніс А.Вегенер. У найбільш повному обсязі його погляди були викладені у книзі "Походження континентів і океанів", яка побачила світ у 1915 році. Звернувши увагу на подібність обрисів південних континентів, а також на спільність фауни і флори, розподіл кліматичних зон на цих материках (а особливо великого наземного зледеніння) у палеозої, він дійшов висновку, що під дією припливних сил, направлених зі сходу на захід, і відцентрових сил, направлених до екватора, в палеозої материки зібрались в єдину континентальну брилу Пангея. В середині мезозою під впливом тих самих сил почався розкол Пангеї і утворені материки почали розходитись один від одного в широтному напрямку, ковзаючи по базальтовому шару. Передні краї материків внаслідок опору зі сторони базальтового ложа зминались у складки - так Вегенер пояснював, зокрема утворення гірських ланцюгів Кордильєрів і Анд. На територіях, звільнених материками, залишалась базальтова кора, характерна для ложа океанів.    Головні аргументи проти гіпотези були висунуті геофізиками, які розрахували, що припливних і відцентрових сил явно недостатньо для того, щоб рухати континенти. Крім цього, гіпотеза ігнорувала роль геосинкліналей у розвитку земної∙ кори. У 1930 році А.Вегенер загинув під час одніє∙ із сво∙х експедицій на Гренландію, а його погляди до сорокових років втратили популярність серед геологів.    Відродження ідей мобілізму на новій основі (неомобілізм) відбулося у кінці 50- на початку 60-х років у зв'язку з великими відкриттями на дні океанів, зокрема виявленням планетарної системи серединно-океанічних хребтів і рифтових долин, а також досягненнями в області палеомагнетизму. З'явився цілий ряд нових гіпотез, об'єднаних пізніше в єдину концепцію тектоніки літосферних плит.    Так, у 1962р. американські вчені, геолог Г.Хесс та геофізик Р.Дітц, висунули гіпотезу спредінгу. Вони доводили, що на дні рифтових долин в серединно-океанічних хребтах періодичні виверження базальтової лави призводять до розсування блоків літосфери, постійного формування нових ділянок океанічного дна. Відбувається це таким чином: порція базальтової лави, виливаючись через центральну тріщину на дні рифтової долини, розтікається по дну долини і застигає. Нова порція лави розламує застиглу пластину базальту, розсуваючи дно по обидві сторони від осі рифту, і також застигає в тріщині, утворюючи нову базальтову пластину. Процес багатократно повторюється, нарощуючи таким чином океанічну кору по обидва боки від рифту. Звідси зрозуміло, що наймолодша кора повинна бути на дні рифтової долини і поступово "старіти" в напрямку континентів (рис. ).    Гіпотеза спредінгу (розсування) дістала підтвердження в працях англійських геофізиків Ф.Вайна і Д.Метьюза, які вивчали смугасті магнітні аномалі∙ вздовж осей серединно-океанічних хребтів.   Магнітне поле Землі має здатність змінювати свою полярність через певні проміжки часу (інверсії магнітного поля) - в історії Землі це відбувалось неодноразово. Ідея англійських геофізиків полягала в такому. Базальтова пластина, яка, згідно із гіпотезою спредінгу, утворюється в рифтовій долині, після застигання намагнічується в тогочасному магнітному полі Землі. Потім наступає розрив пластини новою порцією базальту на дві частини, між якими утворюється нова пластина, яка також застигає і, якщо при цьому відбулася інверсія магнітного поля, намагнічується в зворотньому напрямку. Процес повторюється і, таким чином, по обидва боки від серединного хребта зараз фіксується ціла серія лінійних магнітних аномалій змінної полярності (рис. ). Знаючи точні дати останніх змін полярності магнітного поля і віддаль магнітних аномалій від осі хребта, можна визначити орієнтовну швидкість спредінгу, тобто розширення океанічного дна (наприклад, для деяких ділянок Атлантичного океану вона виявилась рівною близько 1 см/рік). Ці дані підтверджуються глибоководним бурінням на дні океанів, яке дає можливість встановлювати абсолютний вік порід, що складають ложе.    В 1965 році канадський геофізик Д.Уілсон (Вільсон) виділяє спочатку трансформні розломи, по яких зміщуються рифтові долини, а дальше висуває ідею про те, що літосфера розбита на великі плити, а всі геологічно активні зони - рифти, океанічні жолоби, молоді гірські системи - взаємопов'язані. Пізніше ці погляди були розвинені вченими М.Морганом, К.Ле Пішоном і ін., згідно із уявленням яких Земля розділена на цілий ряд жорстких літосферних плит, до складу яких входять материки і прилягаючі до них ділянки океанів. Існують і чисто океанічні плити (наприклад, Тихоокеанська). Плити межують по рифтових долинах серединно-океанічних хребтів, глибоководних жолобах, континентальних рифтах і молодих складчастих горах, окраїнах континентів. Межі добре фіксуються епіцентрами неглибоких та глибокофокусних землетрусів.    Нарощування молодої океанічної кори відбувається вздовж осей серединно-океанічних хребтів в рифтових долинах, а руйнування (компенсація) на протилежних кінцях плит - у глибоководних жолобах. Вважається, що в останніх відбувається занурення океанічної плити під континентальну на значні глибини, в мантію (субдукція). Дійсно, в районах острівних дуг і біля активних окраїн континентів (наприклад, вздовж західного узбережжя Південної Америки) спостерігаються численні землетруси, епіцентри яких концентруються в зонах, що під кутом 40-60  занурюються під континент або дугу на глибину до 700 км (не менше 150-200км). Ці зони носять назву зон Вадаті-Заварицького-Беньофа і їх принципове значення в еволюції геосинкліналей уже відмічалось у відповідній главі. Тривале підсування океанічної кори під континентальну призводить до деформації окраїнного моря, зміщення острівної дуги до континенту і, врешті, до складкоутворення. Землетруси виникають, очевидно, внаслідок звільнення сейсмічної енергії, яка накопичується при перервному підсуванні однієї плити під іншу (рис. ). Може статися і так, що океанічна плита, що підсувається під континентальну, розщеплюється і верхня частина (офіоліти) насувається на континентальну. Такі процеси називають обдукцією. Типовий приклад - Папуаський офіолітовий пояс на Новій Гвінеї. Якщо ж в зону субдукції разом з океанічною плитою підсувається материк чи мікроконтинент, то відбувається зіткнення двох материків (колізія). Розміщена між ними ділянка океану звужується, замикається, проходить складкоутворення і гороутворення. Прикладом таких процесів може бути зіткнення Індостану з континентальною брилою Євразії і утворення Гімалаїв, а також формування поясу молодих гір в Альпійсько-Гімалайській області, коли Африканська плита зіткнулась в області Тетісу з Євразійською.    Механізм горизонтальних переміщень літосферних плит прихильники неомобілізму пояснюють наявністю замкнутих конвективних потоків речовини в астеносфері. Взагалі ідея переміщення континентів підкоровими течіями в мантії була висловлена ще у 1929 році шотландцем А.Холмсом, неотектоністи ж опрацювали із врахуванням нових геологічних фактів. На їх думку, внаслідок радіоактивного розігріву в певних місцях астеносфери створюються висхідні потоки перегрітої (а, отже, легшої) речовини. Підіймаючись вверх, потоки досягають охолоджених ділянок мантії, остигають і розтікаються в протилежні боки, створюючи в цьому місці зони розтягу , в яких можуть появлятися розриви, що досягають поверхні кори і вздовж яких перегріта мантійна речовина може поступати назовні. Такі висхідні потоки в астеносфері можуть спричиняти виникнення рифтових зон на поверхні Землі. Рухаючись у горизонтальному напрямку, астеносферна речовина переносить на собі занурені в неї літосферні плити. Охолоджуючись і ущільнюючись, речовина астеносфери утворює нисхідні потоки, які призводять до появи на поверхні планети прогинів, зон стику і пов'язаних з ними складкоутворюючих процесів, розривів, насувів тощо. Такі явища мають місце в зонах субдукції. Таким чином, замкнуті петлі конвективних потоків у астеносфері можна образно порівняти із конвеєром, на якому переносяться, іноді на величезні відстані, літосферні плити.    Вагомий внесок у розробку концепції неомобілізму внесли такі дослідники як П.М.Кропоткін, який розвивав ідею синтезу мобілізму із пульсаційною гіпотезою, Л.П.Зоненшайн, А.В.Пейве, А.С.Монін, О.Г.Сорохтін, В.Ю.Хаїн та ін. Цікаво, що у 1972 році, тобто тоді, коли основні положення тектоніки плит уже були сформульовані, раптом цілком випадково виявили давно забуту працю англійського вченого Османда Фішера "Фізика земної кори", написану ним ще у 1889 році. У цій праці, за даними О.Г.Сорохтіна, висловлені, правда без вагомих аргументів, всі основні ідеї сучасної тектоніки плит (формування океанічної кори в зонах розтягу, опускання океанічного дна в зонах стиску по периферії Тихого океану під острівні дуги і континенти, конвективні потоки підкорової речовини, як рухомий механізм). Очевидно, на час своєї публікації ці ідеї були настільки революційними, що не могли сприйматись науковим загалом і повинен був пройти тривалий час нагромадження фактичного матеріалу, щоб вони знову були поставлені в порядок ден ний, стали актуальними.    Тектоніка літосферних плит дозволяє звести всі геотектонічні процеси до взаємодії літосферних плит і в цілому дає досить струнку картину еволюції земної кори та літосфери. Разом з тим в ній також є цілий ряд слабких місць (наприклад, механізм і причини руху літосферних плит, проблеми в поясненні періодичності і циклічності тектонічних і магматичних процесів та ін.), які не дозволяють поки що вважати ∙∙ теорією і потребують подальшого опрацювання.    Таким чином геотектонічні гіпотези із різним ступенем переконливості та відповідності геологічним фактам пояснюють будову та еволюцію кори і літосфери. Єдиної загальноприйнятої теорії Землі, яка узагальнювала б і тлумачила із строго наукових позицій все різноманіття геологічних явищ, тектонічних процесів, що спричинили утворення такої складної природної системи, як наша планета, на даний час не створено - очевидно, це справа майбутніх поколінь дослідників.

  Контрольні запитання і завдання.1. У чому суть гіпотези контракції? 2. Порівняйте гіпотезу розширення Землі та пульсаційну гіпотезу. 3. У чому полягають принципові відмінності у поглядах "фіксистів" і "мобілістів"? 4. Розкрийте суть гіпотези глибинної диференціації речовини. 5. Що таке базифікація кори? 6. Як Ви розумієте гіпотезу дрейфу континентів? 7. Поясніть явище спредінгу та наведіть докази на його підтвердження. 8. Що таке субдукція, обдукція, колізія? 9. Поясніть механізм горизонального переміщення літосферних плит.

ЛІТЕРАТУРА.

 1. Батюшкова И.В. История проблемы происхождения материков и океанов. М., Недра, 1975.  2. Белоусов В.В. Основы геотектоники. М., Недра, 1989.  3. Вегенер А. Происхождение континентов и океанов. Л.,Наука, 1984.  4. Геофизика океана. Т.2.Геодинамика (под ред. О.Г.Сорохтина). М., Наука, 1979.  5. Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А. Введение в геодинамику. М., Недра, 1979.  6. Ле Пишон К., Франшто Ж., Боннин Ж. Тектоника плит. М., Мир, 1977.  7. Проблемы расширения и пульсации Земли. М., Наука, 1984.  8. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М., Недра, 1985.  9. Унксов В.А. Тектоника плит. Л., Недра, 1981. 10. Хэллем Э. Великие геологические споры. М., Мир, 1985.

ої Америки. Тема 3. МЕТОДИ ВИЗНАЧЕННЯ ВІКУ ГІРСЬКИХ ПОРІД  (ГЕОЛОГІЧНЕ ЛІТОЧИСЛЕННЯ).

   Наука, яка вивчає геологічну історію Землі, називається історичною геологією. Історична геологія є синтезуючою наукою - вона користується фактичним матеріалом, зібраним цілим рядом дисциплін, таких як стратиграфія, літологія, петрографія, геотектоніка, палеонтологія, палеогеографія, регіональна геологія та ін., систематизує його, встановлюючи загальні закономірності еволюції фізико-географічного середовища на протязі тривалої і складної історії Землі. Серед основних завдань, які вирішуються цією наукою, слід назвати: а)встановлення відносного та абсолютного віку гірських порід; б) відтворення рухів земної кори і історії розвитку її структури; в) відтворення фізико-географічних умов минулих геологічних епох (розподіл суші і моря, рельєф, кліматичні умови, органічний світ тощо); г) встановлення загальних закономірностей геологічного розвитку Землі в цілому і земної кори зокрема.    Документами для реконструкції геологічного минулого служать гірські породи і скам'янілі органічні рештки, що містяться в них.   У свою чергу більшість гірських порід складається із шарів (верств). Визначенням віку верств, встановленням послідовності їх формування, співставленням одновікових верств на великих площах займається стратиграфія (від лат. stratum - шар) - розділ геології на якому базується вся історична геологія.    Розрізняють відносний і абсолютний вік гірських порід. Відносний вказує на те, які породи давніші, а які молодші. Абсолютний - встановлює вік гірських порід в одиницях часу ( як правило, у мільйонах, десятках і сотнях мільйонів років).

Методи відносної геохронології.

   Всі методи визначення відносного віку порід, якими оперує історична геологія можна об'єднати у дві групи: непалеонтологічні і палеонтологічні.    Непалеонтологічні методи застосовують у тих випадках, коли гірські породи позбавлені скам'янілих органічних решток. Так, одним із таких методів є стратиграфічний, основу якого заклав ще у 1669 році датський вчений Н.Стено. Останній встановив закон послідовності нашарування осадових гірських порід, згідно з яким усі шари, що залягають нижче, давніші, тобто утворилися раніше від шарів, що залягають вище. Метод дуже простий і дає змогу встановлювати відносний вік осадових верств на невеликих ділянках, наприклад, у одному відслоненні з горизонтальним чи слабо похилим заляганням. Якщо ж доводиться співставляти осадові товщі, розміщені на певних (невеликих) відстанях одна від одної, у різних відслоненнях, то тоді користуються мінералого-петрографічним, або літологічним методом, який грунтується на вивченні і порівнянні складу гірських порід. При цьому виходять із припущення, що одинакові чи близькі за складом, структурними і текстурними особливостями породи на обмеженій площі можуть бути одновіковими. Однак навіть шари одного віку, які формувалися у близьких умовах, скажімо у шельфовій зоні моря, на значних відстанях можуть відрізнятися за складом в силу варіації умов осадконагромадження. У таких випадках надійна паралелізація осадових верств досягається поєднанням перерахованих методів із палеонтологічними, які грунтуються на вивченні скам'янілих решток організмів, захоронених у шарах осадових порід.    Справа в тому, що на протязі тривалої геологічної історії Землі органічний світ пережив складну еволюцію - певні групи організмів у ті чи інші періоди населяли окремі території чи поширювались по всій планеті, відбувались вимирання одних груп і на зміну їм приходили нові угрупування, більш пристосовані до змінених умов фізико-географічного середовища. Значна кількість організмів, а точніше їх тверді рештки (панцирі, черепашки, зуби, скелети та їх фрагменти), захоронювалась в одновікових шарах осадових порід, піддавалась процесам скам'яніння. Слід мати на увазі, що не всі викопні рештки можуть бути використані як індикатори віку порід, в яких вони знайдені, багато організмів еволюціонували на протязі дуже тривалого часу і часто одні й ті ж форми розташовуються в різновікових шарах. Для встановлення відносного віку гірських порід придатні лише так звані керівні форми, тобто такі організми, які розвивались відносно короткий проміжок часу, але мали широке географічне розповсюдження. Таким чином у осадових товщах керівні форми повинні мати широке горизонтальне і вузьке вертикальне поширення, зустрічатись досить часто і легко визначатись. Керівними викопними звичайно є види і роди вимерлих організмів, рідше ряди і навіть класи. Наприклад, археоціати є керівними формами для раннього кембрію, цератити - для пермі і тріасу, нумуліти - для палеогену і т.д.    Метод керівних викопних , про який йдеться, довгий час був основним у біостратиграфії, з його допомогою виділялись підрозділи єдиної стратиграфічної шкали, широко використовується і зараз. Більш надійним, однак, є метод аналізу комплексу викопних, при якому враховуються всі скам'янілості, знайдені в осадовому шарі. Справа в тому, що кожен шар містить певний комплекс організмів, який не повторюється в інших шарах, згідно закону про незворотність еволюції органічного світу (закон Долло).     Філогенетичний метод базується на вивченні філогенезу-еволюції органічного світу і є основним у сучасній біостратиграфії. Вважається, що потомки побудовані прогресивніше, ніж предкові форми і рештки їх зустрічаються у більш молодих відкладах. Тобто при застосуванні цього методу вивчається філогенез конкретної спорідненої групи організмів (поява їх, час розвитку, предкові форми, розвиток нащадків). Так, для прикладу, добре відома еволюція амоноідей шляхом ускладнення перегородкової лінії, дає можливість ідентифікувати відклади пізнього палеозою-мезозою за знахідками в них черепашок даних молюсків. Широко використовуються у стратиграфії також мікропалеонтологічний метод та спорово-пилковий аналіз. У першому випадку, для встановлення віку порід у невеликих зразках, наприклад, із бурових свердловин вивчається так звана мікрофауна, тобто форамініфери, радіолярії, мікроскопічні водорості тощо. Спорово-пилковий аналіз використовується для встановлення віку у першу чергу континентальних відкладів. При цьому вивчаються спори і пилок рослин, які добре зберігаються у викопному стані, завдяки своїм міцним оболонкам.    На основі стратиграфічного та деяких палеонтологічних методів геологами багатьох країн у ХІХ ст. була проведена величезна робота по розчленуванню та ідентифікації товщ осадових порід різних ділянок Землі (в основному у Європі). Як наслідок, була складена стратиграфічна шкала 0(затверджена на ІІ і VІІІ сесіях Міжнародного геологічного конгресу в 1881 і 1900 рр.), яка відбиває послідовність нашарування пластів осадових порід різного віку. В шкалі були виділені стратиграфічні одиниці різного рангу і відповідні їм геохронологічні підрозділи, які показували час формування тієї чи іншої стратиграфічної одиниці. В подальшому, у зв'язку з появою нових фактичних матеріалів, геохронологічна та стратиграфічна шкали уточнювались, до них вносились нові підрозділи і зараз вони мають такий вигляд. Назви, наведені в шкалі першими, відповідають геохронологічним підрозділам, другі ( в дужках) - стратиграфічним. Згідно зі шкалою, вся геологічна історія Землі розділена на ряд природних інтервалів, кожному з яких відповідає певний етап у розвитку органічного світу (еони, ери, періоди, епохи). Рубежі між цими інтервалами знаменувались значними змінами в органічному світі Землі - вимирали одні великі групи організмів і появлялись інші. Кожному із виділених геохронологічних етапів відповідає певна товща осадових порід зі своїм комплексом викопних організмів, сформована за цей час, тобто стратиграфічні підрозділи ( відповідно: еонотема, група, система, відділ). Таким чином, кожен стратиграфічний підрозділ відображає еволюцію земної кори і органічного світу за певний проміжок часу. Тому геохронологічні назви вживаються тоді, коли мова йде про відносний час, коли про відклади - користуються стратиграфічними термінами.    Найбільшими одиницями шкал є еони (еонотеми): архейський, протерозойський, фанерозойський. Часто відрізок часу, що охоплює архей і протерозой, називають докембрієм або криптозоєм (останній термін перекладається як час прихованого життя, тоді як фанерозой - час явного життя). В літературі архей і протерозой також часто вживаються у ранзі ер (груп). Розчленування архею ускладнюється сильним метаморфізмом порід, які складають його, і збідненістю останніх органічними рештками. Тому його ділять лише на ранній (катархей) і пізній архей. Архейський (чи археозойський) еон - еон найдавнішого життя, протерозойський - еон первісного життя.   Останній, завдяки більшій насиченості органічними рештками, стратифікується вже більш впевнено - виділяють ранній і пізній протерозой; пізній протерозой у свою чергу поділяється на рифей (від давньої назви Уральських гір) і венд (венеди - назва слов'янського племені, яке жило на території Прибалтики).    У складі фанерозойського еону виділяють три ери і відповідні їм групи систем: палеозойська - ера давнього життя, мезозойська - ера середнього життя і кайнозойська - ера нового життя. Ери розділяють на 12 періодів, найменування яким присвоєні за назвами місцевостей, де вони вперше були вивчені (кембрійський - за давньою назвою півострова Уельс, девонський - графство Девоншир в Англії, пермський - Пермська губернія в Росії, юрський - Юрські гори в Швейцарії та Франції), за назвою племен, що населяли райони Англії в часи Римської імперії і де пізніше були вивчені відповідні розрізи (ордовики і силури), або за характерними породами, утвореними в даний проміжок часу (кам'яновугільний, крейдовий). Відособлено стоять назви періодів тріасовий (потрійний), палеогеновий (давньонароджений), неогеновий (новонародженний) і антропогеновий (період, коли з'явилася людина). Останній період називають ще четвертинним, а палеогеновий і неогеновий періоди раніше об'єднувались у третинний період. Остання назва зустрічається в літературі і зараз.    Епохи і відповідні їм у стратиграфічній шкалі відділи в основному не мають власних назв. Їх називають за положенням у періоді чи системі: рання, середня, пізня для геохронологічної шкали і нижній, середній, верхній для стратиграфічної. Власні назви присвоєні лише епохам (відділам) кайнозою, де відображають подібність організмів, які жили в той час із сучасними та юрського періоду.    В геологічній практиці використовуються і дрібніші підрозділи: епохи розділяють на віки, яким відповідають яруси у стратиграфічній шкалі, віки діляться на часи, яруси на зони. У тих випадках, коли важко віднести певні верстви до тієї чи іншої міжнародної стратиграфічної одиниці, геологи користуються місцевими стратиграфічними підрозділами - найчастіше це 1 серії і світи.    Тривалість ер різна: архейської - 1400 млн.років, протерозойської - 2030 млн.років, палеозойської - 340 млн.років, мезозойської - 165 і кайнозойської - 65 млн.років (незавершена), періоди тривали 20-100 млн.років (в середньому біля 50 млн.років), епохи - 6-30 млн.років, віки - 8-10 млн. років і часи - сотні тисяч років.    Для позначення на геологічних картах і розрізах крупним стратиграфічним підрозділам (групам, системам) присвоєні індекси - дві прописні початкові букви латинського алфавіту для груп (AR, PR, PZ, MZ, KZ) та початкові літери латинської транскрипції для систем (Є,О,D,C і т.д.). Крім цього кожній системі присвоєно свій колір. Для позначення дрібніших підрозділів (відділи) до букви додається цифра справа знизу (наприклад, К 41 0- нижня крейда). На геологічних картах відділи зафарбовуються кольором, прийнятим для даної системи, але для нижніх відділів використовуються темніші відтінки ніж для верхніх.    Значення обох шкал для геології виключно велике, оскільки вони дають можливість класифікувати всі процеси і явища, які відбувалися на Землі, розчленовувати і співставляти різновікові товщі осадових порід, утворених на різних часто віддалених ділянках нашої планети.